Основные черты строения срединно-океанических хребтов. Местоположение, морфология, особенности магматизма и минерагении

Размещено на http://www.allbest.ru

Министерство образования и науки РФ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ АВТОНОМНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ

«НАЦИОНАЛЬНЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ

ТОМСКИЙ ПОЛИТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»

Институт - ИПР

Специальность - Геология нефти и газа

Кафедра - Геологии и разведки полезных ископаемых

Контрольная работа

по дисциплине - Геотектоника и геодинамика

на тему: «Основные черты строения срединно-океанических хребтов. Местоположение, морфология, особенности магматизма и минерагении»

Выполнил студент гр.З-2123

Толмачев А.Ю.

Проверил Парначев Т.А.

Томск 2018 г.

Содержание

Введение

1. Виды океанических хребтов

2. Местоположение и морфология срединно-океанических хребтов

3. Особенности магматизма и минерагения

Заключение

Список использованной литературы

Введение

Основными элементами строения океанического дна являются вулканические океанические хребты, трансформные разломы, абиссальные плато с глубоководными котловинами (впадинами), асейсмические вулканические хребты (поднятия), островные дуги, глубоководные желоба, зоны Беньоффа-Заварицкого, окраинные и задуговые бассейны. В данной контрольной работе подробнее рассмотрим строение срединно-океанических хребтов.

Океаническим хребтом вообще называют любое вытянутое поднятие морского дна, характеризующееся относительно крутыми склонами и неровным рельефом. океанический хребет дно магматизм

Существует термин - океаническое поднятие, которым обозначают протяженное и широкое возвышение морского (океанического) дна с пологими и гладкими склонами. Но оказалось, что геотектонически сходные структуры в одних случаях были названы поднятиями, а в других - хребтами. Например, Срединно-Атлантический хребет и Восточно-Тихоокеанское поднятие. Чаще всего используют термин «хребет», однако широко используют и общепризнанные названия конкретных структур (Восточно-Тихоокеанское поднятие).

1. Виды океанических хребтов

Океанические хребты представляют собой четко выраженные в рельефе прямолинейные или криволинейные зоны, вдоль которых создается или модифицируется земная кора (рис.1). В океанических бассейнах системы крупных хребтов распространены значительно шире, чем на континентах, и имеют, как правило, гораздо большие размеры. Среди них выделены несколько классов хребтов:

1. Мировая система срединно-океанических хребтов (СОХ) - хребты спрединга.

2. Хребты малых спрединговых систем.

3. Хребты трансформных зон разломов.

4. Вулканические базальтовые хребты - следы горячих точек или мантийных плюмажей.

5. Хребты островных дуг.

Рис. 1. Основные геоморфологические элементы океанического дна и его глубинное строение, по Ч. Дрейку и др. (1970), М. Талвании (1965).

Римские цифры - номера слоев, арабские цифры - скорости продольных сейсмических волн в км/с

2. Местоположение и морфология срединно-океанических хребтов

Срединно-океанические хребты являются самым крупным и протяженным (до 70 тыс. км) элементом рельефа дна океана. Это тектонически активный элемент, характеризующийся почти непрерывной сейсмической и магматической активностью. Часто их характеризуют как зоны наращивания земной коры (зоны аккреции) или разрастания морского дна (спрединг), подчеркивая тем самым специфику геотектонического режима этих структур. Срединно-океанические хребты не обязательно занимают срединное положение в океаническом бассейне, как, например, Срединно-Атлантический хребет, а могут и по диагонали пересекать океан (Восточно-Тихоокеанский, Индийско-Атлантический, Тихоокеанско-Атлантический, Аравийско-Индийский хребты). Их ширина достигает 3000 - 4000 км, а характерное превышение над дном моря 1 - 3 км. Локальные превышения на гребне и склонах хребтов могут достигать нескольких километров.

На рис. 2 приводится сравнительная характеристика абсолютных высот СОХ с медленным, умеренно-быстрым и быстрым спредингом. Морфологические особенности второго порядка зависят от скорости расхождения плит.

Рис. 2. Разрез океанических рифтовых зон с разной скоростью спрединга, по «Подводные геологические исследования...» (1985).

а - Красноморский рифт (V = 1,5 см/год); б - Срединно-Атлантический рифт (v = 2,5 см/год); в и г - Восточно-Тихоокеанское поднятие: (21° с.ш., v = 6 см/год; 3° с.ш., v = 15 см/год); 1 - экструзивная зона; 2 - внутренний рифт; 3 - рифтовые ступени

Осевая зона хребтов с низкой скоростью спрединга (1 - 2 см/год), подобных Срединно-Атлантическому хребту, обозначена глубокой (3300 - 3900 м) и относительно широкой (5 - 30 км) рифтовой долиной, фланги которой представлены гребнями и линейными цепями гор, возвышающихся на 500 - 2000 м над ее дном (рис. 3). Для хребтов с высокой скоростью спрединга (до 3 см/год) характерны осевые зоны с приподнятыми блоками и щитовыми вулканами с высотой в несколько сот метров. Здесь отсутствуют осевые рифты, отмечаются более ровные склоны хребтов. Хребты с умеренными скоростями спрединга характеризуются умеренно выраженным рельефом с невысокими абиссальными холмами и небольшими подводными пиками на гребне и склонах хребта.

Рис. 3. Геологический разрез через рифтовую долину Срединно-Атлантического хребта в районе ТАГ, 26° с.ш., по Л.П. Зоненшайну и М.И. Кузьмину (1993):

1 - молодые лавы неовулканических зон; 2 - более древние лавы; 3 - черный курильщик; 4 - параллельные дайки; 5 - габбро; 6 - зелено-каменные породы; 7 - глыбовые брекчии; 8 - осадочные карманы; 9 - разломы

3. Особенности магматизма и минерагения

В пределах срединно-океанических хребтов отмечаются массивные и штокверковые сульфидные медные и медно-цинковые руды, представляющие собой сульфидные постройки гидротермального происхождения. Современный процесс сульфидообразования установлен в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах, где в СОХ открыто свыше 100 активных и реликтовых гидротермальных полей.

Гидротермальные подводные источники и связанные с ними гидротермальные отложения проявляются в осевых частях рифтов высокоспрединговых и низкоспрединговых хребтов, в зонах краевых уступов внутреннего рифта и, возможно, в трансформных разломах. В настоящее время общепризнано, что океанские воды в СОХ проникают по разломам в нижние горизонты океанической коры, нагреваются до близ критических условий и, взаимодействуя с породами коры и верхней мантии, трансформируются в высокотемпературный рудоносный раствор. При этом образуются гидротермальные циркуляционные системы, рудоносный раствор которых обладает повышенной плавучестью, что является главной причиной его подъёма к поверхности дна. Подсчитано, что вся океанская вода прокачивается через гидротермальную циркуляционную систему за 7 - 8 млн лет (Лисицын, 1993 и др.). Такая система формируется при существовании устойчивых нагревателей, каковыми в СОХ являются внутрикоровые магматические камеры с температурой до 1200°С или зоны серпентинизации, где реакции протекают с выделением тепла.

Глубинная циркуляционная гидротермальная система более характерна для низкоспрединговых хребтов. В их осевых зонах существуют небольшие дискретные магматические камеры, за пределами которых во внутренних зонах рифта имеются значительные пространства, где океанская вода может проникать на большие глубины. В таких хребтах вулканические фазы обычно чередуются с достаточно продолжительными тектоническими. В рифтах высокоспрединговых хребтов глубинное проникновение океанических вод ограничено широкими, достаточно протяжёнными и существующими длительное время магматическими камерами. Чередование вулканических и тектонических фаз здесь не наблюдается. Предполагается, что на высокоспрединговых хребтах процессы серпентинизации протекают за пределами внутреннего рифта, на склонах хребта или в трансформных разломах.

В формировании и эволюции гидротермальной системы можно выделить три этапа: 1) взаимодействие океанской воды с породами при миграции вниз и непосредственно в реакционной зоне; постепенная трансформация океанской воды в гидротермальный рудоносный раствор; 2) миграция и преобразование первичного рудоносного раствора из реакционной зоны к поверхности дна; 3) отложение гидротермального вещества на поверхности океанского дна.

Неоднородности состава первичного гидротермального раствора могут быть связаны с РТ-условиями взаимодействия океанской воды и пород, составом участвующих в реакции пород, временем пребывания океанской воды в гидротермальной системе. В реакционной зоне рифтов океанская вода трансформируется в гидротермальный рудоносный раствор на глубине 1-2 км. Здесь с водой взаимодействуют, главным образом, излившиеся базальты, дайки долеритов, реже - габброиды.

Существенно влияет на состав продуктов реакции соотношение взаимодействующих вод и пород, величина которого меняется от 1 до 125.

При этом взаимодействии океанская вода из слабощелочной натрий-магний-хлоридно-сульфатной трансформируется в кислую восстановительную натрий-кальций-хлоридную. Часть химических соединений и элементов теряется океанской водой, часть, в том числе и металлы, переходит в растворённое состояние. Сu, Zn, Fe, Mn и Pb присутствуют в высокотемпературных флюидах в количествах в 103 - 107 раз, превышающих их концентрации в воде. Гидротермальный флюид содержит значительное количество сероводорода, обогащён водородом и метаном.

Исследования гидротермальных процессов в рифтах, заполненных мощным чехлом рыхлых осадков (например, впадина Гуаймас в Калифорнийском заливе) показало, что аномальность составов гидротермальных растворов в них обусловлена главным образом трансформацией первичного флюида при его миграции из реакционной зоны к поверхности океанского дна через осадочную толщу. Здесь в растворах отмечается очень низкое содержание растворённых металлов (Fe, Мg, Zn и Си) при повышенном содержании К, Rb, Са, Sr и Ва, углеводородов и высоком значении pH.

При подъёме флюида и уменьшении гидростатического давления гидротермальные флюиды становятся неустойчивыми, на глубинах менее 3 км вскипают и испытывают фазовую сепарацию. При этом происходит концентрирование металлов в высокосолёной фазе, а газов - в низкосолёной. Этот процесс может сопровождаться формированием подповерхностной рудной залежи.

Замеренные температуры гидротермальных растворов «чёрных курильщиков», из которых отлагаются сульфиды цинка и меди, варьируют от 270 до 400 °С. В более высокотемпературных разностях в составе сульфидных отложений наряду с повсеместно присутствующими сульфидами железа обнаруживаются сульфиды меди, реже цинка (медная специализация). В более низкотемпературных разностях они сменяются преимущественно сульфидами цинка и железа (цинковая специализация).

При понижении температуры в составе отложений важную роль начинают играть нерудные минералы (сульфаты, кремнезём, кальцит и др.), среди которых сульфиды присутствуют в рассеянном виде. При дальнейшем понижении температуры восстановленные фации отложений сменяются окисленными, среди них преобладают оксиды и гидрооксиды железа и марганца. Низкотемпературные железомарганцевые отложения обнаружены на поверхности изменённых базальтов и долеритов и в Срединно-Атлантическом хребте (Давыдов и др., 2009).

Установлена зональность в строении гидротермальных построек; гидротермальный флюид «белого курильщика» формируется в результате подповерхностного смешения 86% флюида «чёрного курильщика» с 14% океанской воды.

При миграции флюида через подповерхностные сульфидные залежи проявляются процессы ремобилизации ряда элементов и их последующего отложения в поверхностной части рудной залежи.

Особо выделяются гидротермальные поля, которые формируются при разгрузке гидротермальных растворов глубинной циркуляционной гидротермальной системы, когда гидротермальный флюид продуцируется при трансформации океанской воды, участвующей в серпентинизации ультраосновных пород. Соответственно глубина реакционной зоны равна мощности океанической коры и в несколько раз превосходит глубину реакционных камер под осевыми частями океанических рифтов.

Можно предполагать, что при повышенных глубинах реакционной зоны и соответственно больших давлениях температура нагретого флюида может превышать 500°С. В его составе отмечаются высокие концентрации хрома, никеля, кобальта, а также водорода и метана.

В Тихом океане выделяются три металлогенических пояса: Северо - Американский, Центрально-Американский и Галапагосский.

Северо-Американский пояс, общая протяжённость которого достигает 1500 км, объединяет рудоносные структуры хребтов Эксплорер, Эндевор, Хуан-де-Фука и Горда. На хребте Эксплорер (скорость спрединга до 4 см/год) выявлено около 50 сульфидных построек. Приурочены они главным образом к осевому отрогу и локализованы преимущественно на поднятиях в зонах тектонических нарушений. Самые крупные постройки имеют форму усеченного конуса высотой до 25 м с диаметром основания 200 - 250 м.

На плоской вершине холма располагаются гидротермальные трубы. Руды содержат сфалерит и халькопирит. Нерудные компоненты представлены баритом, ангидритом, опалом и гидроксидами железа. Гидротермальные струи имеют температуру до 306 °С.

В Атлантическом океане гидротермальные поля Логачёв, Рейнбоу, Лост Сити, Ашадз, Саланья и др. (см. рис. 6.5) в Срединно-Атлантическом хребте (САХ) приурочены к выходам ультрамафитов. Поле Логачёв находится в пределах низкоспредингового участка САХ на восточном краевом уступе рифтовой долины на глубинах 2930- 3100 м. Здесь в серпентинизированных ультраосновных породах выявлено 11 гидротермальных сульфидных построек и две зоны, в которых из-под осадков вскрываются грубообломочные сульфидные отложения.

Руды состоят из пирита, пирротина, халькопирита, борнита, изокубанита, диагенита и халькозина. Сульфидные отложения обогащены медью, цинком, барием, кобальтом и мышьяком.

Поле Рейнбоу (36°14' с.ш.) расположено в осевой части рифтовой долины на западном склоне хребта Рейнбоу на глубине 2300 м. Здесь в серпентинитах обнаружено 10 активных и множество реликтовых гидротермальных построек, в которых рудные минералы представлены халькопиритом, пирротином, сфалеритом, изокубанитом, марказитом и пиритом.

В пределах СОХ районы с гидротермальной активностью известны также в трансформной разломной зоне Вима (10°45' с.ш.), Сьерра-Леоне и др.

В Атлантическом океане с активными гидротермальными источниками связаны выделения водорода и метана двух типов (Дмитриев и др., 2000). Первый тип на полях Снейк Пит, ТАГ, Броккен Спур, Лаки Страйк и Менее Гвен представлен локальными аномалиями в морской воде в связи с высокотемпературными (до 400°С) источниками. Характерными чертами этих гидротерм являются повышенные содержания Не. Содержание метана в таких источниках составляет 2,5-3,6 нмоль/кг при отношении Мn/СН₄ около 0,2. Присутствие метана связывают с неорганическим синтезом или с дегазацией ювенильного СН₄. Вторая группа источников водорода и метана отличается интенсивными метановыми аномалиями с повышенными содержаниями водорода и очень низкими отношениями Мn/СН₄ (около 0,005). Они приурочены к выходам мантийных ультрамафитов в осевой части СОХ и известны в полях Логачёва, Лост Сити, Рейнбоу и Салданья. Выполненные Л.В.Дмитриевым и др. (2000) расчёты показывают, что из 1 км³ гарцбургита при серпентинизации может образоваться 5-10⁵ т водорода и 2,5-10⁵ т метана. Этими же авторами подсчитано, что в процессе серпентинизации мантийных ультрамафитов только в открытой рифтовой зоне СОХ за 150 млн лет формирования литосферы могло образоваться 4,5-10¹³ т водорода и 2,25-10¹³ т метана. При этом общий баланс выхода водорода и метана с учётом дополнительной серпентинизации участков литосферы за пределами осевой зоны должен быть по меньшей мере удвоен. Это означает, что объём этих газов оказывается на порядок выше всех мировых запасов нефти. Часть этих абиогенных газов совместно с H₂S утилизируется на поверхности дна вблизи выходов хемоавтотрофной и гетеротрофной микрофлорой, а большая часть метана разносится придонными течениями и выделяется в атмосферу.

Время формирования гидротермальных залежей в Срединно-Атлантическом хребте оценивается от 1000 (поле Брокен Спур) до 50 тыс. лет (поле ТАГ).

Известно, что при формировании сульфидной залежи на поверхности дна до 97-99% гидротермального материала, поставляемого растворами, рассеивается за пределами гидротермальных полей и частично осаждается. На удалении от срединно-океанических хребтов встречаются поля железо-марганцевых конкреций и железо-марганцевые металлоносные осадки.

В палеоаналогах океанической коры известны кобальт-никель-медные, хромитовые месторождения, месторождения асбеста и нефрита, а в корах выветривания - никеля.

В нижнепротерозойской метаофиолитовой ассоциации на Среднем Урале в Салдинском выступе известно медно-никелевое Басьяновское проявление (Контарь, Либарова, 1997). Оно приурочено к зоне контакта серпентинитов с гнейсами и амфиболитами. Прожилково-вкрапленные, густовкрапленные и массивные руды сложены пиритом, халькопиритом, пирротином, сфалеритом и борнитом.

В Марокко в верхнепротерозойском офиолитовом массиве Бу Аззер рудные тела приурочены к серпентинитам и контактам серпентинитов с кварцевыми диоритами, габбро и вулканитами и образуют жилы, рудные столбы, линзы, штокверки, сложенные Co-Ni-арсенидами (скуттерудитом, сафлоритом, леллингитом, раммельсбергитом, реже - арсенопиритом, пиритом, сфалеритом, галенитом и др.). Предполагается, что во время серпентинизации до завершения обдукции до 80 % кобальта было сосредоточено в магнетите, который был освобождён при выветривании пород ((Leblanc, 1986).

Верхнепалеозойское кобальт-медное месторождение Ковбой (горы Клэмэт, Кордильеры, США) локализовано в тектонизированных офиолитах Престон-Пик. Здесь, в рассланцованных серпентинитах встречен горизонт колчеданных «галек» (boulders) и прожилково-вкрапленные руды, сложенные пирротином и халькопиритом, а также второстепенными сфалеритом, кубанитом, пиритом и кобальтином.

В мезозойском офиолитовом массиве Троодос (Кипр) никель-кобальт-медная сульфидная минерализация локализована в рудопроявлениях Лаксия ту Мавру и Ревкос, где известны жильные и вкрапленные руды, состоящие из пирротина, пентландита, халькопирита, кубанита, магнетита, хромита и валлерита с подчиненным количеством вестервелдита, борнита, сфалерита, герсдорфита и кобальтина, а также самородного золота.

Заключение

Срединно-океанические хребты имеют симметричное строение: склоны их закономерно понижаются в обе стороны от оси хребта, переходя в глубоководные котловины. Маломощный слой осадков (десятки метров) залегает прерывисто в виде шапок на горных пиках или заполняет карманы между ними. В сторону глубоководных котловин мощность чехла возрастает. Под осадочным слоем находятся изверженные породы, представленные ультрабазитами, габбро, толеитовыми базальтами. Среди первых преобладают гарцбургиты и лерцолиты, что дало основание предположить близость океанических ультрабазитов к слабо дифференцированному веществу мантии. Значительную роль в составе второго и третьего слоя хребтов играют зеленосланцевые метаморфические породы, возникновение которых связывают с погребенным метаморфизмом, после чего эти комплексы были выведены на поверхность океанического дна. Важной особенностью геологического строения срединно-океанических хребтов является выклинивание в центральной зоне хребтов третьего слоя коры со скоростью сейсмических волн 6,8 км/с и близкое залегание разуплотненной мантии со скоростью 7,0-7,5 км/с. Высокие значения теплового поля, активная гидротермальная и вулканическая деятельность, повышенная сейсмичность говорят о высокой термической активности недр этих структур океанического дна.

На геологическую природу срединно-океанических хребтов имеются различные точки зрения. В настоящее время наиболее распространена интерпретация хребтов как областей наращивания литосферных плит (зоны спрединга), где мантийный материал выступает на поверхность и, застывая, образует новую океаническую литосферу.

Список использованной литературы:

1. Гаврилов В.П. Геотектоника: Учебник для вузов. -- М: ФГУП Изд-во «Нефть и газ» РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, 2005. - 368 стр.

2. Мирлин Е.Г. Геодинамика срединно-океанских хребтов // Планета Земля. Энциклопедический справочник. Том 4. Тектоника и геодинамика. СПб.: ВСЕГЕИ, 2004. С. 259-263.

3. Парначёв В.П. Основы геодинамического анализа. Учебное пособие. Томск: «СКК-Пресс», 2006. 256 с.

4. Парначёв В.П. Основы геодинамического анализа. Учебное пособие. Вып. 2. Томск: «Изд-во НТЛ», 2011. 308 с .4. Структурная геология и тектоника плит. В 3-ёх томах. Том 1. М.: Мир, 1990. 315 с. Том 2. М.: Мир, 1991. 376 с. Том 3. М.: Мир, 1991. 350 с.

Размещено на Allbest.ru